Океанські плити

Простір між підніжжями серединних хребтів і підводних окраїн континентів зайнято океанськими плитами, вираженими в рельєфі дна абісальними рівнинами, дно яких лежить на глибині 4,5-6,0 км; у зонах.розламів глибини можуть досягати 6-7 км. Абісальні рівнини розділені на окремі, більш-менш ізометричні улоговини внутріплатними підняттями, що особливо добре виражено в Атлантиці, де ланцюжка таких улоговин простягаються по обох сторони серединного хребта уздовж усього океану. Кора улоговин має типовими для океану будовою й потужністю, витриманими звичайно на всім їхньому просторі. Осадовий чохол, як правило, малопотужний (сотні метрів) і представлений безызвестковыми илами – радиоляриевым, діатомовим, червоної глибоководною глиною; лише в нижньої, більше древньої частини з'являються пелагические карбонати. Рівна поверхня дна порушена, особливо в Тихому океані, вулканічними горами, часто з усіченими вершинами, нерідко увінчаними рифовими вапняками – гийотами (гайотами). Крім магістральних трансформных розламів, що простираються з боку серединних хребтів, улоговини бувають -пересічені діагональними до них розламами, уздовж яких теж розвиваються глибокі щелевидные западини. Прикладами можуть служити Імператорський розлам у північній частині Тихого океану (північно-західного простягання), розлам Новий-Кантон у південно-західній частині того ж океану.(північно-східного простягання). Як уздовж трансформных, так і уздовж діагональних розламів нерідко виникають ланцюжка вулканічних гір, островів (наприклад, про-ва Гвінейську затоку), а іноді й цілі хребти (наприклад, Теуантепек, Наска в берегів Мексики й Перу). Океанські плити асейсмичны (за винятком деяких підняттів і розламів) і мають нормальний тепловий потік.

Внутріплитні океанські підняття піднімаються над абісальними рівнинами на 2-3 км і більше, а їх найбільш піднесені ділянки утворять підводні банки, острови або цілі архіпелаги островів. Всі ці підняття володіють стовщеної, головним чином за рахунок другого шару, але почасти й двох інших, корою. У деяких випадках потужність цієї кори досягає 25-30 км (підняття Шатского, Хесса, Онтонг-Джава. Манихики в Тихому океані, Брокен в Індійському й деякі інші) і стає порівнянної з потужністю континентальної кори, але такою ж потужністю володіє океанська кора Ісландії. Внаслідок прагнення до ізостатичної компенсації підошва кори під підняттями виявляється трохи прогнутої й поверхня Мохо залегающей глибше, ніж під улоговинами. Осадовий шар зростає тут у потужності до 1-1,5 км в основному завдяки тому, що звід підняття перебуває вище глибини розчинення карбонатів.

Серед внутріплитних підняттів як по морфології, так і, видимо, по походженню може бути виділено кілька типів. Найбільш очевидне походження лінійних вулканічних архіпелагів, прикладами яких можуть служити Гавайські острови в Тихому океані, Канарські — в Атлантичному, Коморські — в Індійському, де спостерігається сучасна або молода (неоген-четвертинна) вулканічна діяльність. Аналогічне походження досить очевидно для більше древніх (палеогенових, крейдових) споруджень тієї ж морфології, нині занурених нижче рівня моря, часто надстроєних рифогенными вапняками або виражених гайо-тами. Такі вивчені буравленням ланцюжок підводних Імператорських гір у Тихому океані, розташована на північно-західному продовженні Гавайев, про-вов Л айн до півдня від Гавайев, Східно^-Індійський хребет, що простягнувся на 5 тис. км у строго меридіональному напрямку (звідси його назва — «Хребет 90⁰¹ східної довготи»),і ряд інших лінійних підводних хребтів. Примітна особливість багатьох з них складається в послідовному омолодженні (удревнении) віку в одному напрямку уздовж хребта (архіпелагу), що особливо наочно» виявлено в Гавайско-Імператорському хребті; про можливі пояснення цього явища буде сказано нижче.

Деякі групи вулканічних островів утворять, скоріше, ізометричні скупчення; такі Мадейра й про-ва Зелений Мис в Атлантиці. За аналогією, підкріплюваної даними глибоководного буравлення й занурені, покриті більш-менш потужним осадовим чохлом ізометричні або овальні підняття типу Бермудського, Сьєрра-Леоне, Риу-Гранди в Атлантиці, Крозе в Індійському океані, Шатского, Хесса в Тихому, мають також вулканічне походження. Це підтверджується й буравленням під чохлом вулканічних порід, за сейсмічним даними утворюючу верхню частину збільшеного в потужності другого шару. Ці породи, як і породи практично всіх вулканічних островів, належать в основному ще-лочно-базальтової формації. Серед них є й інтрузивні різниці (кільцеві плутоны), у тому числі сиениты й лужні граніти. На деяких підняттях, наприклад на плато Кергелен у південній частині Індійського океану, вони також виступають над поверхнею води у вигляді островів. Характер порід, що залягають безпосередньо в підставі осадового чохла й базальних шарів самого чохла, свідчить про те, що перед початком і на початку його нагромадження підняття піднімалися над рівнем моря, а зміна прибережно-мілководних опадів нагору по розрізі усе більше глибоководними, аж до отвечающих сучасним глибинам – про поступове занурення підняттів. Іноді, щоправда, це занурення переривалося новими спалахами вулканізму й здійманням, як це встановлено, наприклад, для підняття Брокен (Західно^-Австралійського) на південно-сході Індійського океану.

Разом з тим у будові ряду підняттів істотну роль грають вертикальні розриви, що визначають їхній блоковий характер. Це встановлено сейсмічними дослідженнями Бермудського підняття й Китового хребта в Атлантиці, підняттів. Шатского й Хесса в Тихому океані (мал. 33), Мальдівського хребта в Індійському океані й деяких інших, звичайно щодо більше древніх. У Китовому хребті подібна блокова будова найбільше чітко виявлена в північно-східній частині, більше древньої, чим південно-західна. Це дозволяє дійти висновку, що всі внутріплитні підняття первинно мали вулканічну природу, а потім були ускладнені рухами по розривах, тобто є в сучасному виді вулкано-тектони-ческими структурами. Деякі з них сейсмичны.

Мікроконтиненти. Зовсім особливий тип підняттів у межах океанських плит утворять ті підняття, які підстилаються не океанської, а континентальною корою. Вони звичайно мають вирівняну поверхню, що лежить на глибинах 2- 3 км і менш, і морфологічно виражені підводними плато з банками або навіть островами в найбільш підвищеній частині. Оголення на цих островах, драгирование на уступах плато, сейсмічні дослідження й в окремих випадках буравлення показують, що в підставі цих плато залягає континентальна кора з її гранітно-гнейсовим шаром. Потужність цієї кори звичайно не перевищує 25-30 км. Мікроконтиненти можуть або більш-менш безпосередньо прилягати до підводної окраїни континентів, представляючи як би глибоко опущену частину шельфу – так звані крайові плато, або відділятися від континенту вузьким жолобом з океанською корою, або більше широким (багато сотень, навіть більше тисячі кілометрів) океанським простором. До їхнього числа ставляться плато Хаттон-Ро-Колл у Північній Атлантиці, Фолклендское крайове плато й плато Агульяс у Південній Атлантиці, Сейшельський архіпелаг в Індійському, Новозеландське плато в Тихому океані, хребет Ломоносова в Північному Льодовитому океані. Вік континентальної кори – від раннедокембрийского (Хаттон-Роколл) до> мезозойського (Новозеландське плато).

Магнітне поле ложа океанів. Наприкінці 50-х років радянськими й американськими геофізиками в північній частині Тихого-Океану, а потім англійськими на північно-заході Індійського океану й в Атлантичному океані до півдня від Ісландії були відкриті смугові (лінійні) магнітні аномалії, паралельні осям серединних хребтів і симетрично повторювані по обох ста-рони від цих осей. Надалі виявилося, що подібне магнітне поле характерно для всієї області розвитку океанської кори. Магнітні аномалії були пронумеровані починаючи від осі хребтів, зіставлені на різних профілях і простежені на більші відстані. Як побачимо далі, вивчення цих аномалій грало й продовжує відігравати величезну роль у розшифровці структури й історії океанів.